川西坳陷中段须二段与须四段水岩相互作用机制研究

川西坳陷中段须二段与须四段水岩相互作用机制研究

岩相学的相互作用是油气储层形成和过程中最重要的地质过程之一。它贯穿储层所有发育过程，参与油气田的形成和迁移，甚至气田的分离。它对储存层的性质发展和发展具有重要意义，对储层的聚集、分布、储层的形成和采矿效率有显著影响。很多碎屑岩储层的次生孔隙都与长石等铝硅酸盐矿物的溶解有关,而长石溶解是一个十分复杂的过程,涉及到不同化学反应间的相互作用、与长石溶解过程有关的自生矿物的沉淀、系统的开放性和封闭性、元素的带进带出以及流体性质等多种因素,因此,有关的水岩反应受到特别关注。如多位学者对有关长石的溶解开展了实验和应用研究,系统探讨了在地质条件下长石的溶蚀效应,取得了丰硕成果,建立了相关反应的化学模型,模型表明在同一个成岩体系中,针对不同的元素其开放程度是不同的。Chuhan等研究了封闭体系中砂岩的埋藏成岩作用,从水岩反应的角度探讨了其反应机制,研究表明,封闭体系中,石英的胶结基本都是体系内部长石溶解的结果,这预示着一旦成岩体系为封闭环境,由于长石溶解和石英增生对孔隙度的相反效应,次生孔隙的增加可能并不明显。黄思静等研究表明,砂岩埋藏前其中长石的类型及相对含量、含膨胀层的黏土矿物(如同期火山物质)的数量、系统的开放性与封闭性以及流体中额外钾离子的存在与否直接控制了长石的溶解方式和次生孔隙的形成机制。碎屑岩储层中,自生碳酸盐矿物通常是具有最大体积的胶结物,是很多碎屑岩储层致密化的重要因素。碳酸盐胶结物的沉淀除了与长石的溶解有关外,早期的水化作用、黏土矿物的转化以及碳酸盐岩屑的溶蚀也是其沉淀的重要机制。而不同成因的碳酸盐胶结物具有不同的沉淀温度和同位素特征,这为我们利用碳氧同位素确定碳酸盐胶结物的沉淀机制提供了依据。近年来,不同学者分别从地层水和岩石学角度探讨了有关须家河组地层水成因及水岩相互作用机制。研究成果可总结为以下3方面:(1)认为须家河组二段(简称须二段)和须家河组四段(简称须四段)地层水主要来源于原始的沉积水、煤层或泥页岩压释水,海相地层水和大气淡水对其有一定影响,但影响程度不尽相同,须二段具有浓厚的海相地层水特征,须四段则具有明显的淡水背景;(2)利用多种地层水离子组合关系,从地层水角度描述了川西坳陷须二段和须四段水岩作用;(3)从岩石学角度探讨了储层流体演化特征、储层致密化成因、时间以及主要矿物之间的物质转换关系。上述前人的研究成果为本次水岩机制分析提供了重要基础。然而,地层水和岩石是多种水岩作用的综合记录,对水岩过程中的“水、岩”记录从同位素、元素地球化学和岩石学等方面做综合研究是分析其形成机制等问题的基本工作。由于长石溶解、石英胶结、碳酸盐胶结、自生黏土矿物充填和转化是砂岩中最为普遍的成岩作用,这些矿物的水岩作用受到特别关注。因此,本次研究将地层水化学和岩石学微观特征研究相结合,在大量数据的支撑下,重点解决川西坳陷中段须家河组以上几种成岩矿物溶解-沉淀的水岩作用机制问题。1冲断构造作用川西坳陷是四川盆地西部晚三叠世以来陆相盆地的深坳陷部分,为龙门山推覆构造带的前陆盆地。其成因与龙门山造山带和米仓山—大巴山造山带侧向挤压的冲断构造加载和巨厚沉积物的重力负荷双重作用所导致的岩石圈强烈挠曲变形及构造沉降作用有关。川西坳陷中段西界为龙门山推覆构造带,东界位于龙泉山一带(图1)。坳陷基底为中三叠统海相灰岩,自晚三叠世后,川西坳陷逐渐转变为陆相沉积,其上依次充填上三叠统马鞍塘组、小塘子组、须家河组陆相碎屑岩及煤系,以及侏罗系至白垩系陆相红层。其中须二段、须四段为研究区重要的超致密储产层,砂泥比分别为3∶1和1∶1左右。2储层中自生矿物含量与地层水离子含量的关系水岩相互作用是成岩矿物演化和地层水离子变化的桥梁,两者之间通过水岩反应达到水岩体系的平衡。一般来说,储层中自生矿物含量与地层水离子含量之间具有良好的此消彼长关系。现今地层水和储层中的自生矿物是岩石成岩过程中水岩相互作用的产物,是反演成岩过程中水岩相互作用机制的直接证据。因此,通过储层中自生矿物的微观特征和现今地层水地球化学特征的综合研究,可为水岩相互作用研究提供有用信息。2.1储层岩石矿物成分分析本次研究所涉及的样品均采自钻井岩心。涉及的井包括川孝560井、川孝565井、新场21井、川丰563井、川高561井、新5井和新11井等。共计采集样品285块,其中须二段126块、须四段159块。所有样品均进行了铸体制片和物性测试,在此基础上,对样品的微观组成进行分析,以确定储层岩石的成分特征、成岩自生矿物的沉淀序次和孔隙类型等。同时结合扫描电子显微镜、阴极发光、X射线衍射分析等,进一步明确成岩演化序列。在上述研究的基础上,选取了其中的46件典型样品进行碳酸盐胶结物碳、氧同位素分析,同位素样品的分析由四川石油管理局勘探开发研究院分析测试中心完成。2.2须家河组储层成岩矿物组成川西坳陷中段须家河组储层在岩石学上表现为低成分成熟度、低胶结物含量和结构成熟度中等的“两低一中”特征。但就须二段和须四段储层而言,两者在岩石骨架颗粒构成及自生矿物的组成方面均存在一定差异(表1和表2):(1)在骨架颗粒构成上,须四段相对于须二段更富岩屑而贫长石。(2)在胶结物的总体构成上,碳酸盐胶结物(白云石和方解石)是须家河组第一重要的自生矿物,其在须二段和须四段的平均值分别占到全岩的4.456%和5.664%,占到自生矿物总量的80%以上。(3)须四段方解石含量较高、白云石含量相对较低而且贫铁;须二段方解石含量相对较低、白云石含量较高,且以铁白云石为主,说明须二段成岩流体中有较为丰富的镁、铁来源。(4)须二段的自生石英含量相对较高。(5)薄片分析和X射线衍射分析均表明,须二段高岭石含量平均值接近0。薄片分析中,仅在一个样品中见到微量的高岭石;在X射线衍射分析结果中,须二段黏土矿物中高岭石含量也只有0.46%,因而其在岩石中的含量可以忽略不计。另外,在须四段中,高岭石也仅仅分布在须四段顶部一个深度非常有限的范围内,大多数仅限于须四段上部,少数钻井涉及到须四段中上部(图2)。自生的绿泥石则主要分布于须二段中,约占全岩的0.42%,须四段含量相对较低。自生伊利石在薄片分析中能识别的数量很少,且难以区分,因此,未对其进行定量统计。但X射线衍射分析结果表明,伊利石是研究区最重要的黏土矿物(表2)。须家河组储层经历的主要成岩作用包括压实作用、压溶作用、自生矿物的充填胶结作用和溶解作用。根据成岩矿物的共生组合关系,初步确定了须家河组储层成岩矿物形成的相对顺序:早期方解石(连晶胶结)→石英Ⅰ期加大→绿泥石薄膜→长石(伴生高岭石生长)、少量岩屑溶解→石英Ⅱ期加大→溶蚀作用→晚期碳酸盐胶结物→后期溶蚀作用。须二段和须四段储层具有基本类似的成岩序列,两者最大的区别在于须四段有更多长石的溶解,次生孔隙较为发育[图3、图4(a)和图4(b)],形成了以粒内溶孔、粒间溶孔为主,原生孔极少的孔隙组合类型。而须二段长石溶解相对有限[图4(c)和图4(d)],次生孔隙发育较少。同时,与长石溶解伴生的黏土矿物以伊利石为主,仅在须四段中上部有少量高岭石存在。2.3须片段地层水为明显的淡水组川西坳陷中段典型钻井的地层水化学特征见表3,表中列出了样品的主要离子含量及氘、氧同位素值。从须二段、须四段地层水基本特征来看,两者的差异是显而易见的:(1)须二段地层水总矿化度相对较高,须四段地层水总矿化度相对较低,两者总矿化度的差异主要体现在Cl-和Na+含量上。(2)须二段地层水K+含量明显较高,平均含量为923mg/L左右,约为须四段地层水K+含量的2.84倍;同时须二段地层水K+/Cl-显著大于须四段,且基本沿海水蒸发线分布,表现出浓厚的海相地层水特征,须四段地层水则表现为更明显的淡水特征。(3)须四段地层水在总矿化度相对更低的情况下,Ca2+、Mg2+含量明显较高,平均值分别为须二段地层水的1.32倍和1.42倍。(4)须二段埋藏深度更大(比须四段约深1000m左右),其δ18O值更为偏负。(5)海水的蒸发实验证实,在Cl-Na-Br体系中,随盐类的析出,Cl-和Na+进入矿物晶格中,而Br-残存在海水中,即使进入埋藏阶段后,成岩作用也不对Br-产生影响,因此,Br-可以作为示踪元素,区分地层水的来源、混合及成岩作用。从研究区地层水的Cl-Na-Br离子组合特征来看(表3),研究区须家河组地层水具有显著的富集Br-的特征。无论地层水矿化度大小,Br/Cl和Br/Na比值均与海水的蒸发线基本平行,地层水中Cl-Na-Br离子组合具有海水的组合特征。须二段、须四段地层水在离子含量和同位素特征上的差异说明除了埋藏因素外,两者在埋藏过程中水岩相互作用机制的差异是导致这一现象更为重要的原因。3高、地层条件下的利石化模式长石的溶解是研究区须家河组次生孔隙形成的最重要机制。研究区须四段长石的溶解主要发生在其顶部靠近须五段泥岩层的部分,阴极发光分析结果显示须四段储层原始长石含量可达5%以上,那么须四段顶部应有5%左右的长石被完全溶解[图4(b)]。须二段长石的溶解同样主要发生在其顶部靠近泥岩层的部位,其次是发生在一些裂缝附近或原生粒间孔隙保存较好的岩石中[图4(c)],须二段目前长石含量的平均值约7.69%,由长石溶解提供的次生孔隙不足1%,大量长石保存完整[图4(d)]。Aagaard等根据热动力学计算得出,低K+/H+和低二氧化硅活性有利于长石的溶解。多种地质环境可以出现上述条件,在海相碎屑岩沉积环境中,由于海水相对于长石是饱和的,因此,在成岩的最初阶段,长石的保存是可能的,但当有地表水进入时(低K+/H+),长石明显遭受淋滤和溶蚀作用,形成高岭石沉淀。虽然高岭石的成因也存在多种假设,但一般认为是由低温条件下地表水或其他酸性流体(有机酸等)对砂岩的冲刷作用形成的[式(1)—式(3)],经常与不整合面相关,其蚀变母体可以是长石和白云母等。对于式(1),只要K+被不断带走,长石就可不断溶解形成高岭石。而在一定条件下,高岭石将通过如下反应[式(4)]向伊利石转化:而式(1)和式(4)可以合并为如下反应:这样,在封闭体系中,只要体系中仍有钾长石和高岭石同时存在,必然有持续的伊利石化,并且伴随石英的增生,直到两者或其中之一消失[式(5)],因此,伊利石化将持续很长时间。但有关的事实证明,大量伊利石化作用多伴随构造事件,沿构造形成的裂缝分布,K/Ar测年的数据显示反应持续时间并非很长,这主要是由于开放体系中高岭石的伊利石化与封闭体系有一定差异。针对这种情况,Berger等提出另一种伊利石化模式,认为地层水中K+/H+活度比控制了伊利石化作用的发生,较高的K+/H+活度比可以降低伊利石化的能量门限。当富H+流体进入时,如有机酸等,由于地层水中富集H+,高岭石伊利石化的能量门限将提高,高岭石也将更容易得到保存,除非这些H+被消耗。从上述模式可以得到以下重要结论:与烃源岩距离越近的储层,显然更容易受到富H+流体的影响,从而更容易保存高岭石。大量的研究注意到,长石的溶解和相邻泥岩层蒙脱石的伊利石化常处于同一深度段内,砂岩中长石溶解产生的K+进入相邻的泥岩层,从而造成泥岩层蒙脱石的伊利石化。这样,长石的溶解速率不仅仅是本身反应动力学问题,而是受到长石溶解—离子(K+)迁移速率—伊利石化等整个三元体系的控制,确切地说是受到上述三个过程中速率最慢过程的控制。当相邻的泥岩出现大量伊利石化的时候,可以为K+提供充足的沉淀场所,砂岩中长石将大量被溶蚀。蒙脱石的伊利石化也大量发育于砂岩储层中,缺少离子从泥岩到砂岩的反渗透作用可能加快体系中长石的溶解。对于须二段来说,由于其泥岩发育较少(砂泥比为3∶1),单层砂岩厚度大,早期长石溶解产生的K+难以与泥岩层进行有效交换,因此,这些K+将得到保存,从而导致地层水中K+/H+活度比保持较高值,这与须二段地层水中具有显著较高的K+含量这一特征是一致的。在高的K+/H+活度比情况下,式(4)反应将一直向右进行,直至高岭石全部转化为伊利石,因此,须二段基本不存在高岭石,而长石得以保存[图5(a)]。另一方面,当开放体系有外源富K+流体的入侵时,高岭石的伊利石化将更容易发生[图5(b)]。一般认为,石油的充注对伊利石的生长具有明显的抑制作用,但有研究发现,石油的充注并没有抑制伊利石化的发生,相反,由于其阻止储层中钾离子的流动性,造成石油充注后储层中伊利石化相对含水层更为明显。扩散迁移使得大量钾离子从砂岩中进入相邻的泥岩层,但如果有石油的充注,将大大降低钾离子的流动性,使得钾离子在砂岩中相对富集,从而造成石油充注后的伊利石化。这样,伊利石化的量和分布将是钾长石、高岭石含量及钾离子活动性的函数,泥岩并不是成岩过程中体系封闭性的重要因素,相反是砂岩成岩第一开放对象。同时,也说明通过伊利石测年确定成藏时期存在风险。对于研究区须四段顶部地层来说,在高岭石沉淀阶段,虽然有长石或长石溶蚀产生的K+存在,但温度较低,且由于临近泥岩产生的有机酸流体的入侵,地层水中H+含量高,低的K+/H+活度比使伊利石化难以发生。而当温度达到理想的驱动温度时,由于大量长石已被溶蚀、且溶蚀所产生的K+进入相邻的泥岩层(虽然缺少研究区关于泥岩成岩研究的直接证据,但须四段砂岩单层厚度较薄,砂泥比1∶1,说明须四段具有充足的K+迁移场所,须四段长石溶蚀产生的K+迁移至相邻泥岩层的可能性很大),使得地层水中没有足够的K+,高岭石的伊利石化将相对有限,所以须四段顶部高岭石得以保存[图5(c)]。当地层中含有足够量的蒙脱石时,如下两个反应也可导致伊利石化的产生[式(6)~式(7)]:由于二氧化硅的迁移性较低,因此,一般认为石英的胶结基本都是体系内长石溶解、石英颗粒的压溶(缝合线等发育为特征)、黏土矿物的转化、硅质生物岩屑溶蚀等结果。显微观察表明,研究区须家河组相当数量的硅质胶结物存在于长石溶解形成的次生孔隙中(图6),这种现象在须四段尤其显著,显示长石的溶解是须家河组尤其是须四段硅质胶结物的重要物质来源之一。而须二段则除了内源的长石溶蚀外,外部来源(物质对流)也有较大的影响,主要的地质证据有:(1)相对于须四段来说,须二段具有相对更高的硅质胶结物含量(须二段平均含量1.5%,须四段平均含量0.55%)和相对更低的长石溶蚀量,说明须二段有其他二氧化硅来源;(2)须二段裂缝石英脉包裹体均一温度较高,甚至超过模拟的最大古地温;(3)须二段自生石英均一温度大都对应构造沉降缓慢或反转抬升时期,这预示须二段至少有部分硅质胶结物来源与构造有关,可能受到了流体对流、侵入的影响。4碳酸钙胶结物同位素研究的必要性川西坳陷中段须家河组砂岩中碳酸盐胶结物平均含量在5.43%左右,占胶结物总量的80%以上。虽然地层水的各种离子组合与成岩矿物的对应关系印证了多种有关碳酸盐水岩作用的存在,但并不能说明这些碳酸盐胶结物的物质来源、胶结时间和水岩反应机理。要解决上述问题,碳酸盐胶结物的同位素研究是必须的。须家河组碳酸盐胶结物的碳、氧同位素关系见图7。4.1-1.3-4.5smow须四段碳酸盐胶结物氧同位素值为-11.37‰~-16.55‰(PDB),平均为-14.22‰(PDB);须二段碳酸盐胶结物氧同位素值为-8.87‰~-16.70‰(PDB),平均值为-15.13‰(PDB)(图7)。胶结物氧同位素受到多种因素影响,其中主要包括:(1)沉积期沉积水的氧同位素和盐度;(2)沉积时期温度;(3)成岩改造,成岩过程中由于地层温度的升高,胶结物氧同位素值变轻。须四段现今地层水的氧同位素为0.5‰~-4.3‰(SMOW),平均值为-1.4‰(SMOW);须二段地层水氧同位素值轻于须四段,为-1.3‰~-4.5‰(SMOW),平均值为-2.4‰(SMOW)(图8)。研究区地表水氧同位素平均值在-10‰(SMOW)左右,中三叠统(T2)海相地层水的氧同位素平均值在-2‰(SMOW)左右,埋深基本在6000m以下,现今海水的氧同位素平均值则在0(SMOW)左右。根据同位素分馏原理,在不考虑其他因素的情况下,对于上述三者中任意两者的混合,其混合曲线呈线性关系,因此,两者之间的连线可代表理想状态下两种流体的混合。由此,给出了地表水、海水分别与深层海相地层水氧同位素值的混合曲线。从研究区地层水氧同位素与深度的关系来看(图8),在500m以浅的深度范围内,地层水氧同位素迅速增大(相对于地表水),说明水岩相互作用在很浅的深度即对研究区储层产生影响。须四段及以上地层的地层水氧同位素基本分布在地表水与海相地层水混合线的右侧,而须二段则基本在该混合线的左侧,并无随两条混合线变化的趋势。因此,研究区地层水氧同位素的变化应主要与埋藏过程中水岩作用有关,如须四段较大的氧同位素值被认为与该段内碳酸盐矿物的溶解作用有关。根据须二段和须四段地层水氧同位素的变化范围,利用Friedman关于方解石同位素分馏关系,计算了须家河组方解石胶结物的沉淀温度,温度主要分布在38~130℃(图9)。须四段地层水氧同位素较重,其胶结温度要高于须二段,但基本都位于有机质成熟的温度区间(50~120℃)。这一温度分布特征显示,除了早期(铝)硅酸盐矿物水化作用导致的碳酸盐胶结物沉淀外(低的沉淀温度对应的胶结物),研究区须家河组大部分碳酸盐胶结物的沉淀与有机质成熟产生的酸性流体对储层的溶蚀作用有关。随温度的迅速升高,烃源岩进入生烃门限后,大量有机酸和二氧化碳排出并进入相邻的储层中,进而使储层中碳酸盐和铝硅酸盐碎屑产生溶蚀,当大量酸根离子被消耗时,碳酸盐胶结物沉淀。4.2碳酸钙胶结岩碳源来源碳稳定同位素具有在各个碳库中含量稳定和深循环性,因此,在碳源分析中被广泛应用。基本原理是依据碳循环系统中δ13C的基值和不同碳库之间分馏系数来确定碳源。在陆相碎屑岩中,由于地层本身缺乏碳源,因此,一般认为碳酸盐胶结(MgCO3、CaCO3、FeCO3、MnCO3)明显受体系外二氧化碳来源的影响。须四段碳酸盐胶结物的碳同位素值为1.83‰~-5.43‰(PDB),平均值为-1.92‰(PDB);须二段碳酸盐胶结物的碳同位素值为2‰~-1.93‰(PDB),平均值为0.86‰(PDB)(图7),须四段明显轻于须二段,说明埋藏较深的须二段胶结物中的碳(CO2)来源主要为无机来源,而须四段则受到了有机碳等轻碳来源的影响。4.3须片段地层水岩体系氧同位素组成就须二段和须四段碳酸盐胶结物温度区间来看(图9),两者胶结作用主要发生在有机质成熟阶段,因此,碳酸盐矿物的溶蚀和重结晶主要与有机质成熟产生的有机酸和碳酸有关。大量有机质降解成因CO2的进入使得碳酸盐胶结物贫13C。须四段碳酸盐胶结物的碳同位素有降低的趋势,说明有机质成熟过程产生的CO2参与了碳酸盐矿物的溶蚀和重结晶作用。但在须二段碳酸盐胶结物中并没有观察到这种情况。因此,可以认为须二段碳酸盐胶结物的沉淀缺少外来有机碳(HCO3-)的参与,而以“自产自销”为主[式(8)],这种特征决定了碳酸盐矿物重结晶前后碳同位素的一致性;或者进入须二段的含有机碳流体有限,以至于并没有显著影响须二段碳酸盐胶结物的碳同位素特征,这也反映了进入须四段的有机酸性流体显著多于须二段。水-岩封闭体系中,岩石、地层水和胶结物三者氧同位素值的大小取决于水岩的相对比率和地层温度。假设两种极端的情况下,当地层中流体摩尔组分等于0时,胶结物的同位素值反映了岩石的同位素特征;而当流体组分为1时,胶结物氧同位素取决于流体的同位素值和矿物与流体的分馏系数。而在流体流动体系(开放体系)中,胶结物中氧同位素值的大小取决于岩石中地层水流动速率与水岩交换速率之比,即流动率越小,水岩交换速率越快,水岩反应越充分,胶结物中氧同位素很大程度上反映流体的同位素特征。一般情况下,由于地层渗透率的限制,该比值很小,体系为岩石缓冲型的,胶结物的同位素值取决于岩石的同位素大小。因此,不同开放程度的水岩反应体系,地层水中氧同位素特征也是不一样的。须四段酸性流体流量大于须二段,溶蚀作用强烈,须四段地层水中氧同位素和碳酸盐胶结物氧同位素交换充分,地层水中氧同位素明显增大,说明须四段水岩体系相对开放,在须二段和须四段孔隙空间差别不大的情况下,须四段有更大的流体流量,这与前述长石溶解沉淀水岩相互作用机制分析结果一致。问题是除了酸性流体的数量,须二段碳酸盐胶结物碳同位素总体偏正还与哪些因素有关呢?为此,进一步提出以下3种假设:(1)有机质的演化过程中,大量生成二氧化碳和有机酸。其中二氧化碳有多次生成高峰,但在时间上存在一定的先后顺序,有机质大量生烃之前存在一个二氧化碳生成高峰,约在35~90℃,而有机酸产生则主要伴随生烃高峰,在80~120℃。研究区碳酸盐胶结物沉淀时的温度区间在38~130℃,大部分在90℃以下,说明二氧化碳主要为生烃高峰期前有机质产生的二氧化碳。须二段缺少本次二氧化碳影响的碳同位素记录,这可能与研究区的构造运动及酸性流体的数量有关,须二段下伏地层马鞍塘组、小塘子组在须二段沉积前经历了抬升剥蚀,这对下伏的马鞍塘组、小塘子组有机质的演化产生重大影响,由于首次埋藏过程中已经经历了二氧化碳的生成高峰,须二段沉积时的再次埋藏缺少二氧化碳生成高峰,因此,须二段缺少有机碳记录。在须四段沉积前须三段同样也经历了抬升剥蚀及大气淡水的淋滤作用,这也可能是须四段地层有机酸影响同样不太明显的原因。(2)马鞍塘组、小塘子组、须三段、须五段的烃源岩在沉积环境和岩性上存在较大差别,马鞍塘组、小塘子组及下伏地层主要为海相泥页岩、泥灰岩和碳酸盐岩,而须三段和须五段则主要为陆相泥页岩及煤系,因此,其在岩性、有机质类型和演化上也存在较大差别。Heydari等通过对灰泥岩的研究发现,在富有机质的灰泥岩段内由于有机酸对方解石的溶蚀和重结晶作用,碳酸盐的溶蚀会产生大量无机二氧化碳,其碳同位素值增大,由此推测,须二段碳酸盐胶结物碳同位素较大可能还受到下伏海相碳酸盐岩溶蚀的影响。(3)碳酸盐胶结物碳同位素随深度变浅而变轻(图10),当有大量深部流体来源的二氧化碳存在时,随着流体的向上运移,压力的减小,轻碳(CO2)首先从流体中脱离出来,并向上运移,因此,随运移距离的增大,碳酸盐胶结物中碳同位素也将变得更轻。研究区未发现碳酸盐矿物含量及碳同位素与断层、裂缝等构造分布有关,但须四段与泥岩直接接触的砂岩顶底碳酸盐胶结作用更为强烈,这说明二氧化碳主要为碳酸盐碎屑的溶蚀,二氧化碳的运移分馏效应小。因此,须四段相对富轻碳的主要原因是有机质碳作用的结果,二氧化碳分馏影响较小。基于以上认识,提出了研究区须家河组碳酸盐矿物水岩